Facies studies and depositional environment of Sahand volcanic complex (NW of Iran)
Subject Areas :Farhad Pirmohammadi alishah 1 , Ahmad Jahangiri 2
1 -
2 -
Keywords: Volcanology, Volcanic facies, Sahand, Flows, Pyroclastic deposits.,
Abstract :
Sahand volcanic complex is located in the south of Tabriz and east of Urmia Lake and includes an alternation of lava, igneous materials and clastic sediments that were affected by many folds and fractures. Sahand volcano is relatively young in age (Miocene to Pliocene) and its structure is somewhat intact. Consequently, where there is a good lateral continuity, facies and volcanological studies can be carried out in the upper part of the complex. Based on these studies, it was determined that the Sahand volcanic structure can be divided into four central, near, medium and distant facies. Facies studies show that the structure of Sahand Volcano was created by several explosive phases, some of which were associated with water intrusion and there was not much time between eruptions. Characteristics, such as severe welding and discoloration of pyroclastic deposits show that these units had a high temperature at the time of formation and were formed on land. Overall, Sahand volcanic eruptions were more explosive, and thus, the number of pyroclastic deposits is much higher than lava flows. In the central, near and middle facies of Sahand, no traces of younger hydrothermal activities can be found, and only in the distant facies, there is a hot spring (Bostan Abad), the relationship of which needs further study to prove the connection of these springs with the Sahand Volcano.
آقانباتی، س.ع.، 1385. زمینشناسی ایران، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی ایران، تهران، 586.
- بهروزی، امینی فضل، و امینی آذر.، 1374. نقشۀ زمینشناسی بستانآباد در مقیاس 1:100000، سازمان زمینشناسی کشور.
- پیرمحمدی علیشاه، ف.، عامری، ع.، جهانگیری، ا.، مجتهدی، م. و کسکین، م.، 1392. پترولوژی و ژئوشیمی سنگهای آتشفشانی جنوب تبریز (آتشفشان سهند). پترولوژی 9،1،37-56.
- پيرمحمدي عليشاه، ف.، 1390. پترولوژي، ژئوشيمي و پتروژنز سنگ‌هاي آتشفشاني شرق و جنوب شرق آتشفشان سهند با نگرشي ويژه بر سنگ‌هاي آذرآواري، پاياننامه دكتري، دانشگاه تبريز، 198.
- خلیل مبرهن، ش.، 1390. آتشفشان شناسی، ژئوشیمی و پتروژنز آتشفشان بیدخوان واقع در جنوب بردسیر، رساله دکتری، استان کرمان، دانشگاه شهید باهنر کرمان، دانشکده علوم، 265.
- عامل، ن.، 1386. پترولوژی و پتروژنز سنگهای ماگمایی پلیوکواترنری آذربایجان، شمال غرب ایران، پایان‌نامۀ دکتری، دانشگاه تبریز، ایران، 188.
- غيوري، ن. و معين وزيري، ح.، 1381. مطالعۀ چينه‌شناسي، پتروگرافي و ژئوشيميايي افق‌هاي ايگنمبرينتي سهند، پايان¬نامه کارشناسي ارشد، دانشگاه تربيت معلم تهران،167.
- قلمقاش، ج. و چهارلنگ، ر.، 1393. بررسی و مقایسۀ آتشفشان‌های میوسن-کواترنری در شمال باختر ایران، قفقاز کوچک و جنوب خاور آناتولی: ژئوشیمی، خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی. فصلنامه علمی-پژوهشی علوم زمین، 93(24)، 171-182.
- معين¬وزيري، ح.، امين¬سبحاني، ا.، 1356. سهند از نظر ولکانولوژي و ولکانوسديمانتولوژي. چاپ دانشگاه تربيت معلم تهران، 59.
- نبوي، م.، 1355. ديباچه‌اي بر زمينشناسي ايران، سازمان زمین‌شناسي و اكتشافات معدني كشور، 109.
-Allen, M. B., Mark, D. F., Kheirkhah, M., Barfod, D., Emami, M. H. and Saville, C., 2011. 40Ar/39Ar dating of Quaternary lavas in northwest Iran: constraints on the landscape evolution and incision rates of the Turkish-Iranian plateau. Geophysical Journal International, 185,3,1175-1188.
-Azizi, H. and Moinevaziri, H., 2009. Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics, 47,4,167-179.
-Best, M. G., 1982. Igneous and Metamorphic Petrology. Freeman and Company, San Francisco, 630.
-Dogan, A. M., Peate. D. W., Dogan, M., Yesilyurt-Yenice, F. I. and Unsal, O., 2013. Petrogenesis of mafic–silicic lavas at Mt. Erciyes, central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 256, 16-28.
-Karaoglu, O. and Helvaci, C., 2012. Growth, destruction and volcanic facies architecture of three volcanic centres in the Miocene Uşak–Güre basin, western Turkey: Subaqueous–subaerial volcanism in a lacustrine setting. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 245– 246, 1–20.
-Kataoka, K. and Nakajo, T., 2002. Volcaniclastic resedimentation in distal fluvial basins induced by large-volume explosive volcanism: The Ebisutoge-Fukuda tephra, Plio-Pleistocene boundary, central Japan. Sedimentology, 49, 319-334.
-Manassero, M., Zalba, P.E., Andreis, R.R. and Morosi, M. 2000. Petrology of continental pyroclastic and epiclastic sequences in the Chubut Group (Cretaceous): Los Altares-Las Plumas area, Chubut, Patagonia Argentina. Revista Geologica de Chile, 27, 13-26.
-Martina, F., Davila, F.M. and Astini, R.A., 2006. Mio-Pliocene volcaniclastic deposits in the Famatina Runges, southern Central Andes: A case of volcanic controls on sedimentation in broken foreland basins. Sedimentary Geology, 186, 51-65.
-Pike, R. J. and Clow, G. D., 1981. Revised classification of terrestrial volcanoes of topographic dimensions with new results on edifice volcano .US geological survey. Open file report,of 81-1038.
-Santacroce, R., Cioni, R., Marianelli, P., Sbrana, A., Sulpizio, R., Zancheta, G., Donahue, D. J. and Joron, J. L., 2008. Age and whole rockglass compositions of proximal pyroclastics from the major explosive eruptionsof Summa-Vesuvius: A review as a tool for distal tephrostratigraphy, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 177, 1-18.
-Sigurdsson, H., Houghton, B.F., Mc Nutt, S.R., Rymer, H. and Stix, J., 2000. Encyclopedia of volcanoes, Academic Press, 1417.
-Smith, G. A. and Lowe, D. R., 1991. Lahars: volcano-hydrologic events and deposition in the debris-flow-hyperconcentrated flow continum in Fisher RV and Smith GA (eds) Sedimentation in Volcanic Settings. SEPM Special Publication, 45, 59-70.
-Stocklin, J. and Setudenia, A., 1971. Stratigraphic lexicon of Iran. Geological survey of Iran, Tehran. tephrostratigraphy. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 177, 1-18.
-Vessell, R. K. and Davis, D. K., 1981. Non- marine sedimentation in an active Fore-arc Basin. In: Recent and ancient non- marine depositional environments: models for exploration, F. G. Etheridge and R. M. Flores (Eds), SEPM Special Publication, 31, 31-45.
-Williams, H. and Mc Birney, A. R., 1979. Volcanology. Freeman Cooper and Co, San Francisco, 397.
-Wright, J. V., Smith, A, L. and Self, S., 1980. A working terminology of pyroclastic deposits. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 8, 315-336.
مطالعات رخسارهشناسی و محیط تشکیل مجموعۀ آتشفشانی سهند
(شمال غرب ایران)
فرهاد پیرمحمدی علیشاه1و Tو احمد جهانگیری2
1. استادیار، گروه عمران، دانشکده فنی و مهندسی، واحد شبستر، دانشگاه آزاد اسلامی، شبستر، ایران
2. استاد، گروه زمینشناسی، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز، تبریز، ایران
چكيده
مجموعۀ آتشفشانی سهند در جنوب تبریز و شرق دریاچۀ ارومیه واقع شده و شامل تناوبی از گدازه، مواد آذرآواری و رسوبات تخریبی است و تحت تاثیر چینخوردگیها و شکستگیهای زیادی قرار دارد. این آتشفشان از نظر سنی به نسبت جوان (میوسن تا پلیوسن) میباشد و ساختار آن تا حدودی سالم است، به طوری که مطالعات رخسارهشناسی و آتشفشانشناسی در بخش بالایی این مجموعه که پیوستگی جانبی خوبی دارد، امکانپذیر میباشد. بر اساس مطالعات رخسارهشناسی در این بخش، ساختمان آتشفشان سهند را میتوان در چهار رخسارۀ مرکزی، رخسارۀ نزدیک، رخسارۀ متوسط و رخسارۀ دور تفکیک کرد. مطالعات رخسارهای و آتشفشانشناسی نشان میدهد که ساختمان آتشفشان سهند در اثر چندین فاز فورانی انفجاری ایجاد شده که برخی از آنها با دخالت آب همراه بوده‌اند و فاصلۀ زمانی زیادی میان فورانها وجود نداشته است. ویژگی‌هایی چون جوش خوردگی شدید و رنگ نهشتههای آذرآواری نشان میدهد که این واحدها در زمان تشکیل، دمای بالایی داشته و در خشکی تشکیل شدهاند. در مجموع، فورانهای آتشفشانی سهند بیشتر انفجاری بوده‌اند و به همین دلیل مقدار نهشتههای آذرآواری خیلی بیش از گدازه است. در رخسارههای مرکزی، نزدیک و متوسط سهند آثاری از فعالیتهای گرمابی جدید یافت نمیشود و فقط در رخسارۀ دور، چشمۀ آبگرم وجود دارد (بستانآباد). برای اثبات ارتباط این چشمهها با آتشفشان سهند، به مطالعات بیشتری نیاز است.
واژه‌های کلیدی: آتشفشانشناسی، رخسارههای آتشفشانی، سهند، گدازهها، مواد آذرآواری.
مقدمه
امروزه بررسی‌های آتشفشانشناسی جایگاه ویژه‌ای در مطالعات زمینشناسی دارند، به‌طوری‌که این مطالعات روی آتشفشان‌های فعال و نیز روی انواع خاموش و یا نیمه‌فعال انجام میگیرد (Azizi and Moinevaziri, 2009 Dogan et al., 2013;). یکی از بخشهای بسیار مهم آتشفشانشناسی را مطالعات رخسارهشناسی تشکیل میدهد که به‌ویژه در استراتوولکان‌ها (که همگی گستردگی زیادی دارند) انجام آن ضروری است. با مطالعات رخسارهشناسی، میتوان درک درستی از سازوکار فعالیتهای یک آتشفشان، نوع فورانها و نحوۀ تشکیل محصولات آتشفشانی به‌دست آورد. در آتشفشان‌های عهد حاضر، خطرات ناشی از فورانها و مراقبت از آنها، و در آتشفشان‌های خاموش و نیمه‌فعال، مطالعات زمین‌گرمایی و کانسارسازی‌های وابسته، از اهمیت به‌سزایی برخوردار است. مطالعات رخسارهشناسی میتواند در فهم پدیده‌های وابسته به آتشفشانها مورد استفاده قرار گیرد(خلیلی، 1390 ; Santacroce et al., 2008).
هدف از این مطالعه، رخسارهشناسی مجموعۀ آتشفشان سهند و ارائه مدل رخسارهای آن است. برای رسیدن به این هدف، سعی شده تا با استفاده از مطالعات صحرایی گسترده و معرفی و توصیف رخسارهها و محصولات آتشفشانی و شیمی گدازههای موجود، رخسارهها مورد شناسایی و بررسی قرار گیرند. با توجه به اینکه آتشفشان‌های زیادی در ایران وجود دارد این‌گونه مطالعات، در مناطق دیگر نیز ضروری به نظر میرسد.
روش مطالعه
با توجه به تاكید بر رخسارهشناسی مجموعۀ آتشفشانی سهند در اين مقاله، از ابتدا سعي شد كه مطالعات صحرايي به‌صورت منظم و در قالب پیمايش مقاطع چینهشناسي انجام گیرد، تا تغییرات لیتولوژي و رخساره‌اي واحدها مشخص شود. همچنین براي بررسي تغییرات جانبي رخسارهها، تعداد 20 مقطع با فاصلۀ مشخص به‌طور دقیق بررسي و اندازهگیري شده و واحدهاي موجود علاوه بر سنگشناسي، از نظر ويژگيهاي رخسارهشناسی مطالعه شدند تا نوع مواد پیروكلاستیك از لحاظ ژنتیكي مشخص شود. در مرحله بعد با بررسي رخسارهشناسي محصولات آتشفشانی و مطالعۀ بافتها و ساختارهای رسوبي موجود در نهشتههای پیروکلاستیک و اپيکلاستیک مقاطع مختلف سعی شد، با استفاده از این ابزارها، تا حدودی ویژگیهای محیط رسوبگذاری و چگونگي تشکیل سنگها تعيين شود. در نهایت با استفاده از مطالعات صحرایی گسترده و معرفی و توصیف رخسارهها و محصولات آتشفشانی، ضمن اندازهگیري ضخامت، بررسيهاي سنگشناسي و رخسارهشناسي بر روي آنها انجام گرفت. با مطالعۀ ستونهای فورانی و تطابق آنها با یکدیگر مدل رخسارهای مجموعۀ آتشفشانی سهند تعیین شد.
زمینشناسی منطقه
آتشفشان سهند با حداکثر ارتفاع 3595 متر از سطح دریا در شمال غرب ایران بین تبریز و مراغه قرار دارد و فعالیت این تودۀ آتشفشانی از اواسط میوسن شروع شده و تا اواخر پلئیستوسن ادامه داشته است. سنگهای آتشفشانی در این منطقه دارای طیف وسیعی بوده و شامل انواع سنگهای پیروکلاستیک، اپیکلاستیک و گدازهها میباشند و به شکل روانه، گنبد و چینهای دیده میشوند(شکل 1). واحدهای سنگی در این منطقه با الگوی مشخصی جایگیری کردهاند، به‌طوری‌که سنگهای پیروکلاستیک و اپیکلاستیک با ضخامت قابل توجه و رخسارۀ انفجاری در شروع فورانها تشکیل شده و بيشتر در اغلب مناطق مورد مطالعه واحدهای آتشفشانی پیروکلاستیک، رسوبات تبخیری تشکیلات قرمز فوقانی با سن میوسن فوقانی را قطع کرده و یا با مرز دگرشیبی زاویهدار بر روی آنها قرار دارند(عامل، 1386). این منطقه از دیدگاه تقسیمات واحدهای رسوبی آقانباتی (1385) ; نبوی (1355) وStocklin and Setudenia (1971)، جزو ایران مرکزی و در مجاورت کمربند ماگمایی ارومیه-دختر ارزیابی شده است. بعد از بسته شدن نئوتتیس در اواخر کرتاسه و ادامۀ همگرایی پلیت‌ها و تشدید آن در پلیوسن کوتاه‌شدگی، ضخیم‌شدگی و بالاآمدگی قابل توجهی در پوستۀ شمال غرب ایران و شرق ترکیه به وجود میآید و هم‌زمان فعالیتهای آتشفشانی گستردۀ پلیوکواترنری شکل میگیرد(Azizi and Moinevaziri, 2009). دراثر بالاآمدگی، شکستگی‌ها و گسل‌های متعددی در حد فاصل مناطق خرد شده به وجود آمد. در اثر حاکمیت نیروهای کششی و حرکت در امتداد گسل‌ها بویژه گسل‌های امتداد‌لغز و حوضه‌های کشیده شده، محل تقاطع گسل‌ها و محور‌های چینهای جوان فورانهای آتشفشانی صورت گرفت(Allen et al., 2011). سنگ‌هاي آتشفشاني در منطقۀ مورد مطالعه متشکل از آندزیت، داسیت، ریوداسیت و ریولیت هستند که به سری ماگمایی کالک-آلکالن و کالک-آلکالن پتاسیم متوسط تعلق دارند(شکل 2). اين سنگها لوكوكرات، با درشت بلورهاي فلدسپار، آمفيبول و بيوتيت هستند، بافت‌هاي اصلي اين سنگها هيالوميكروليتيك پورفيريك، ميكروليتيك پورفيريك و هيالوميكروليتيك پورفيريك با بافت جرياني است، به‌طوری‌که درشت بلورهاي پلاژيوكلاز، بيوتيت و هورنبلند در زمينه‌اي از ميكروليت و شيشه قرار دارند. در ميان فنوكريست‌ها، پلاژيوكلاز و هورنبلند بيشترين فراواني را دارند(پیرمحمدی، 1390). به‌طور کلی در سهند فعالیتهای انفجاری ایگنیمبریتساز به‌طور متناوب با فوران گدازه همراه هستند. در فواصل زمانی بین فعالیتهای آتشفشانی سهند رسوبات سیلابی، رودخانهای، و یخچالی تشکیل شده است(Azizi and Moinevaziri, 2009). كاني‌شناسي ناهمگن، شواهد ژئوشيميايي، صحرايي و بافتي همچون بافت غربالي در پلاژيوكلازها، بالا بودن مقدار نورم كوارتز و حواشي تحليل رفته برخي از كاني‌ها مانند آمفيبول‌ها و منطقه‌بندي نوساني در پلاژيوكلازها نشان‌دهندۀ اين است كه ماگماي اوليه حين صعود، دستخوش فرايندهاي مختلف ماگمايي از جمله جدايش، تبلور بخشي، هضم و آلايش شده است (پیرمحمدی و همکاران.، 1392).
شکل 1. نقشۀ زمينشناسی گستره غرب مجموعۀ آتشفشانی سهند، اقتباس از نقشۀ زمينشناسي 100000/1 بستانآباد، سازمان زمينشناسي و اکتشاف معدني کشور (بهروزی و همکاران.، 1374)
شكل2. نقشۀ زمينشناسی گستره شرق مجموعۀ آتشفشانی سهند، اقتباس از نقشۀ زمينشناسي 100000/1 اسکو، سازمان زمينشناسي و اکتشاف معدني کشور (بهروزی و همکاران.، 1374)
بررسی‌های رخسارهای آتشفشان سهند
نیاز به فهم فرايندهاي فیزيكي ايجادكنندۀ آتشفشانها و تشخیص محیط رسوبگذاري آنها باعث شده است كه مطالعات رخسارهشناسي در اين حوزهها انجام پذيرد. با انجام چنین مطالعاتي ميتوان محیط رسوبي و فرايندهاي رسوبي اين آتشفشانها را بهتر شناخت و تصوير روشني از ساز و كار آتشفشان ارائه داد (قلمقاش و چهارلنگ، 1393) مطالعات اخیر بر روی رسوبگذاری در محیطهای رسوبی که تحت تأثیر فعالیتهای آتشفشانی انفجاری هستند، نشان داده که تناوب شرایط رسوبگذاری هم‌زمان با فوران و شرایط رسوبی بین‌فورانی، مشخصترین عامل تاثیرگذار بر روی تشکیل نهشتهها در این محیطها میباشند(Martina et al., 2006 Kataoka and Nakajo, 2002 ; Manassero et al., 2000 ;). دورههای فرسایشی قدرتمندی که در مناطق آتشفشانی وجود دارند، به احتمال زیاد مربوط به تغییرات آب و هوایی (کاهش سطح آب، انواع مختلف گیاهان در طول دامنه) یا تغییرات آتشفشانی-زمینساختمانی منطقه هستند (Calcaterra et al., 2007). در این مطالعات همواره از مدل‌های سه رخسارهای یا چهار رخسارهای استفاده میشود. در مدل سه رخسارهای که توسط پژوهشگران مختلفی چون Best (1982) و Williams and Mc Birney (1979) ارائه شده است، به‌تدریج و به‌ترتیب با فاصله گرفتن از دهانۀ اصلی آتشفشان، سه بخش رخسارۀ مرکز2 ، رخسارۀ جنبی (نزدیک)3 و رخسارۀ دور 4در نظر گرفته میشود. در مدل چهار رخسارهای که توسط پژوهشگرانی چون Lowe and Smith (1991)، Cas and Wright (1988) و (1981) Vessell and Davies ارائه شده، چهار رخسارۀ مرکزی5، نزدیک (جنبی)6، متوسط7 و دور8 معرفی شده است. مدل چهار رخسارهای همواره در آتشفشان‌های مرکب کالک‌آلکالن دارای کالدرا9، با اندازه‌های متوسط و بزرگ کاربرد دارد (Pike and Clow, 1981; Cas and Wright, 1988). بنابراین با توجه به مساحت آتشفشان سهند که سطحی حدود 7200 کیلومتر مربع را اشغال کرده است، از مدل چهار رخسارهای استفاده شد. برای جلوگیری از طولانی شدن مطالب، ویژگیهای نهشتههای آذرآواری سهند، در بخش بررسی رخسارهها بیان میشود.
رخسارهشناسی آتشفشان سهند
همان گونه که در نقشۀ رخسارهشناسی آتشفشان سهند (شکل 3) دیده میشود، ساختار این آتشفشان را میتوان به چهار رخسارۀ مرکزی، نزدیک، متوسط و دور تقسیم کرد. ستون چینهشناسی چهار دره اصلی سهند در شکل 4 قابل مشاهده است.
شکل 3. نقشۀ رخسارهشناسی آتشفشان سهند بر اساس عکس‌های هوایی 1:50000(قلمقاش و چهارلنگ، 1393)
مطالعات توالی چینهشناختی و خصوصیات لیتولوژیکی ایگنیمبریت‌های سهند توسط (پیرمحمدی و همکاران، 1392) نشان میدهد، علاوه بر دو انتشار وسیع ایگنیمبریت، انتشار ایگنیمبریت به‌صورت محلی با گسترش کمتر به همراه نهشتههای ریزشی نیز در گسترۀ مورد مطالعه وجود دارند. علاوه‌بر نهشتههای ایگنیمبریتی، روانههای لاهار نیز در دامنههای اطراف سهند به‌وفور مشاهده میشود. روانه‌ها در اثر باران‌های سیلآسا هم‌زمان و یا متعاقب فعالیتهای آتشفشانی انفجاری، به وجود آمدهاند. جریان لاهار به‌صورت بین چینهای با رسوبات آبرفتی و نهشتههای ایگنیمبریتی قرار دارد. رسوبات یخچالی را در درۀ کندوان و گنبر به‌صورت سنگهای سرگردان در قسمتهای فوقانی رسوبات آبرفتی و سیلابی میتوان مشاهده کرد. در ميان واحدهاى آذرآوارى سهند سنگجوش، لاپیلى‌توف، ماسه‌هاى آتشفشانى و کنگلومرائى با سيمان سست از گسترش بيشترى برخوردار بوده و حداکثر ستبرايى که براى اين واحد قابل ديد است نزديک به 400 متر بوده که در مسير روستاى قره‌چاى به چينى‌بلاغ رخنمون دارد. درون اين طبقات لايه فسيل‌دارى ديده نشده ولى در ناحيه خلعت‌پوشان واقع در غرب ورقه بستانآباد، لايه‌هاى دياتوميتى و سينريتى ديده مى‌شود و حاوى فسيل ماهى‌هاى آب شيرين و دياتومه‌ها مى‌باشد (پیرمحمدی و همکاران، 1392).
شکل 4. مقطع‌های چینهشناسی نهشته های آذرآواری چهار درۀ اصلی سهند
در بخش جنوب غربی منطقه عدسى کنگلومرائى ضخيمى در درون اين واحد با سيمان سست و با قلوه سنگهای داسيتى ديده مى‌شود. روى اين واحد تهنشستهاى آذرآوارى با خاستگاه آتشفشانى شامل جريانهاى گلى با قلوه‌هاى درشت در اندازه‌هاى مختلف و قطعات گدازه‌هاى زاويه‌دار با خميره سفيد از سنگ جوش، خاکستر و لاپیلى توف به‌طور متناوب قرار دارد. اين ته‌نشست‌ها هم‌زمان با فعاليتهاى انفجارى سهند همراه هستند. ستبراى اين ته‌نشست‌ها برابر 100 متر بوده که در دامنه غربى مخروط چاناق و قطورداغى و پيرامون اوداغ ديده مى‌شود. رسوبات کنگلومرائى با منشاء قاره‌اى در بخش شمالى کوهستان سهند تا شمالى‌ترين بخش ورقۀ بستانآباد قرار مى‌گيرند. اين رسوبات قديمى‌تر از گنبدهاى آتشفشانى به نظر مى‌رسند. قطعات اين کنگلومرا همگی داسيتى است و در مواردى به‌صورت عدسى درون جريانهاى گلى ديده مى‌شوند. ستبراى کنگلومرا بين 350-200 متر تخمين زده مى‌شود و توسط روانه‌هاى برشى پوشانده شدهاند. گدازه‌هاى آتشفشانى سهند به دلیل غلظت زیاد همگی به‌صورت گنبد و مخروط‌هاى ناقص و به‌ندرت کامل ديده مى‌شوند. مخروط‌هاى سهند، بزداغ، اجاق‌داغ، به ارتفاع 3695،2812 و 2621 متر از درون گدازه و تهنشستهاى متعلق به نئوژن فوران کردهاند و در بيشتر موارد هم باعث کمانش رسوبات قديمى‌تر رو به بالا شدهاند. نمونه‌اى از اين قبيل ساخت در شمال چراغعلی مردانداغى ديده مى‌شود(پیرمحمدی و همکاران، 1392). در بخش مرکزى ورقۀ بستانآباد سه مخروط کامل آتشفشانى ديده مى‌شود. ارتفاع مخروط چاناخ 2235 متر با قطر و عمق دهانه به ترتيب 1300 و 20 متر است و از خاکستر دانه‌ريز، ماسه‌هاى آتشفشانى قطعات سنگ جوش، گدازه داسيتى و بالاخره طبقات مطبق لاپيلى‌توف، خاکستر همراه با اسکورى که نشانى از فعاليتهاى متعدد اين آتشفشان است، ساخته شده است(شکل 5). در اطراف دودکش اين دستگاه آتشفشانى گدازه‌هاى داسيتى ديده مى‌شود. مخروط آلمالىگول نيز مشابه مخروط چاناخداغ بوده و دهانۀ آن بهگونه استخرى از آب پر شده است، ولى در قوطورداغى يک مخروط ناقص را مى‌توان در بخش گدازه‌اى آن تشخيص داد(شکل 6).
شكل 5. مخروط چاناخ داغ و دهانۀ مربوط به آن
شكل 6. عکس دهانۀ آلمالی‌گول و تالاب ایجاد شده در داخل آن
چینهشناسی نهشتههای آذرآواری درۀ گنبر(چراغيل)
درۀ گنبر در غرب تودۀ سهند واقع است و به دلیل برونزدگی خوب نهشتههای آذرآواری در دهکدۀ چراغیل (شکل 7)، این نقطه بهترین و مناسب‌ترین محل برای مطالعۀ این نهشتهها است. در این دره سه پهنۀ ایگنیمبریتی و یک نهشتۀ ریزشی که توسط رسوبات آبرفتی سیلابی از هم جدا شدهاند، یافت میشود (شکل 8). این نهشتههای ایگنیمبریتی در اصل بیانگر سه فعالیت ایگنیمبریت ساز در این محل است. به‌همین دلیل این نهشتهها به‌عنوان اولین، دومین و سومین پهنۀ ایگنیمبریتی چراغیل نام‌گذاری شدهاند.
شکل 7. توالی چینهشناختی درۀ گنبر در دهکدۀ چراغیل (مقیاس عمودی دقیق نیست)
توالی چینهشناسی این دره از پائین به بالا به شرح زیر است.
1) کف رودخانه از لاهار تشكيل شده است. این لاهار توسط رسوبات آبرفتي و آگلومرا پوشیده شده است.
2) اولین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل که بر رسوبات آبرفتي درۀ چراغيل قرار دارد (شکل 8- الف).
3) دومین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل که توسط رسوبات سیلابی نازک لایه (حداکثر یک متر) از اولین پهنۀ ایگنیمبریت جدا میشود و همچنین بر روی این نهشته، رسوبات آبرفتي و آگلومرا با ضخامت حداکثر 50 متر قرار دارد (شکل 8 - ب).
4) نهشتۀ ریزشی چراغیل
5) سومین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل که از پايين با نهشتۀ ریزشی زیرین جدا شده و اینکه خود این پهنه توسط رسوبات آبرفتي،کنگلومرایی و ماسهای سینریت پوشیده شده است (شکل 8- پ).
به‌طور کلی در چراغیل، سه فعالیت آتشفشانی ایگنیمبریت ساز قابل تفکیک است که در فواصل زمانی مختلف فعالیت کردهاند. علاوه بر این سه فعالیت ایگنیمبریتساز یک فعالیت انفجاری دیگر در فاصلۀ زمانی دومین و سومین فعالیت ایگنیمبریتساز رخ داده و منجر به تشکیل نهشتۀ ریزشی در منطقه شده است. نهشتههای آذرآواری توسط رسوبات کنگلومرا از هم جدا شدهاند. این رسوبات در اثر فعالیت رودخانهها و سیلابها در فاصله‌های زمانی فعالیتهای آتشفشانی تشکیل شدهاند. بنابراین بیانگر دورههای آرامش (بدون فعالیتهای آتشفشانی) در منطقه است(غیوری و معین‌وزیری، 1381). درشتی و جنس قطعات رسوبات کنگلومرا متنوع است و گاهی قطر دانهها به بیش از یک متر میرسد. قطعات این رسوبات از سنگهای آتشفشانی سهند تشکیل شده و سیمانی سست شامل ماسه، رس و خاکستر آتشفشانی آنها را به‌هم چسبانده است. همچنین 
عدسی‌هایی از خاکسترهای آتشفشانی به‌صورت بین لایهای با طبقات کنگلومرا همراه است (شكل 8- ت).
شکل 8. الف) اولین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل به رنگ سفید که بر روی لاهار و رسوبات کنگلومرا قرار میگیرد (دید به سمت شمال)، ب) دومین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل که توسط آگلومرای نازک لایه از اولین پهنۀ ایگنیمبریت جدا شده است (دید به سمت شمال غرب)، پ) سومین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل که شاید هم‌زمان با ایگنیمبریت کندوان انتشار یافته است (دید به سمت شمال)، ت) رسوبات سیلابی با قطعات مختلف داسیتی و عدسی‌هایی از خاکسترهای آتشفشانی حمل مجدد یافته (دید به سمت شمال)
بین دامنۀ جنوبی و شمالی دهکدۀ چراغیل هیچ تشابه از نظر سنگشناسی وجود ندارد. به‌طوری‌که در دامنۀ شمالی سه پهنۀ ایگنیمبریت به‌صورت بین لایهای با طبقات آگلومرا مشاهده میشود، درحالی‌که در دامنۀ جنوبی هیچ پهنۀ ایگنیمبریتی مشاهده نمیشود، بلکه در مقابل ضخامت قابل توجهی از لاهار دیده میشود. همچنین در دامنۀ جنوبی زمین لغزهایی صورت میگیرد و که باعث به‌هم‌ریختگی این رسوبات و سست شدن آنها شده است(Azizi and Moinevaziri, 2009).
چینهشناسی نهشتههای آذرآواری درۀ متنق
درۀ متنق در شمال شرقی تودۀ آتشفشانی سهند واقع شده است. در این دره دو پهنۀ ضخیم ایگنیمبریتی که توسط آگلومرا از هم جدا شدهاند، قابل مشاهده است(شکل 9).
جزئیات چینهشناسی درۀ متنق از پائین به بالا شامل بخشهای زیر است:
1) یک نهشتۀ پامیس ریزشی در قسمت تحتانی دره که بیانگر اولین فعالیت انفجاری در این منطقه است (شکل9)
2) بعد از این فعالیت انفجاری در اثر فعالیت رودخانه‌های پیرامون سهند و جریانات سیلابی، رسوبات آبرفتی و سیلابی تشکیل میشود و نهشتۀ پامیس ریزشی را می‌پوشاند.
شکل 9. توالی چینهشناختی درۀ متنق در روستای متنق (مقیاس عمودی دقیق نیست)
3) بعد از یک فاصلۀ زمانی فعالیت آتشفشانی در منطقه به‌صورت فعالیت ایگنیمبریتساز از سر گرفته میشود که به‌موجب آن اولین پهنۀ ایگنیمبریتی در درۀ متنق تشکیل میشود (شکل 10- الف). همچنین در قاعدۀ این نهشته یک پامیس ریزشی وجود دارد که در زیر دیگر نهشتههای ایگنیمبریت سهند (درههای کندوان و گنبر) یافت نمیشود. بعد از این فعالیت آتشفشانی انفجاری دوباره رودخانهها و سیلابها در منطقه فعال شده و رسوبات آبرفتی محتوی قلوههای درشت و ریز داسیت را به وجود آورده‌اند(غیوری و معین‌وزیری، 1381).
4) دوباره فعالیت آتشفشانی انفجاری ایگنیمبریت ساز بعد از یک وقفۀ زمانی از سر گرفته میشود که موجب تشکیل دومین پهنۀ ایگنیمبریتی، بنام پهنۀ بالائی ایگنیمبریت متنق میشود (شکل 10- ب). در زیر این ایگنیمبریت نیز یک نهشتۀ پامیس ریزشی وجود دارد که مثل پهنۀ پایینی نحوۀ تشکیل این نهشته را برای ما بازگو میکند.
شکل10. الف) نمایی از پهنۀ پائینی ایگنیمبریت متنق همراه با پامیس ریزشی که در زیر پهنۀ ایگنیمبریتی مشاهده میشود (دید به سمت جنوب شرقی)، ب) نمایی از پهنۀ بالائی ایگنیمبریت متنق همراه با پامیس ریزشی که در زیر پهنۀ ایگنیمبریتی مشاهده میشود (دید به سمت جنوب شرقی)
5) یک فاز آرامش و فرسایش پس از انتشار دومین پهنۀ ایگنیمبریتی
به‌طرف مرکز آتشفشان سهند این نهشتهها توسط گدازههای داسیتی که هم‌زمان یا به‌دنبال فعالیتهای انفجاری ایگنیمبریت ساز بیرون ریختهاند، پوشیده میشوند. به‌طرف حاشیۀ سهند نهشتههای فوق توسط رسوبات آبرفتی، سیلابی و دریاچهای پوشیده شده و بجز در دهکدۀ ایرانق (بین روستای متنق و سعیدآباد) رخنمون دیگری از این نهشتهها مشاهده نمیشود.
چینهشناسی نهشتههای آذرآواری درۀ کندوان
نهشتههای ایگنیمبریتی کندوان شاید از کراتر و یا کالدرای قارمشداغ خارج شده و تا مسافتی حداقل 40 کیلومتر (نزدیکی اسکو) به‌طرف شمال غرب (در جهت درۀ کندوان) و غرب (در جهت درۀ گنبر) در چاله‌ها و درههای آن زمان جریان یافته است. طبق مطالعۀ توالی چینهشناسی سهند، این نهشتهها آخرین فعالیت انفجاری ایگنیمبریتساز قارمشداغ (مرکز اصلی فورانهای سهند) و شاید هم‌زمان با سومین پهنۀ ایگنیمبریت چراغیل است(غیوری و معین‌وزیری، 1381). چینهشناسی درۀ کندوان در شکل 11 به‌صورت شماتیک معرفی شده است.
در درۀ کندوان (شمال غرب تودۀ آتشفشانی سهند) یک روانۀ ضخیم ایگنیمبریت بر روی طبقات برش قرارگرفته و روی آن را یک سری نهشتههای ریزشی می‌پوشاند (شکل 12- الف). نهشتههای ریزشی کندوان از چند لایه ریزشی تشکیل شدهاند. این نهشتههای ریزشی با مرز مشخص از هم تفکیک میشوند و بیانگر فعالیتهای انفجاری با فواصل کم است. در (شکل 12- ب) یکی از نهشتههای ریزشی حالت جریانی نشان میدهد و میتوان آن را به‌عنوان ایگنیمبریت در نظر گرفت. نهشتههای ریزشی توسط روانههای برشی که تناوبی از برش داغ و سرد است، پوشیده میشود (شکل 12- پ و ت). بین دامنۀ شمال شرقی و جنوب غربی دهکدۀ کندوان تشابه سنگشناسی خوبی مشاهده نمیشود، به‌طوری‌که نهشتههای ریزشی و روانههای برشی روی آنها در دامنۀ شمال شرقی بخوبی برون زدگی ندارند ولی نشانههای سفید رنگی که حکایت از وجود نهشتههای ریزشی دارد مشاهده میشود. همچنین روانۀ ایگنیمبریت در دامنۀ جنوب غربی مشاهده نمیشود. به نظر میرسد که این عدم تشابه سنگشناسی در اثر عملکرد گسل به‌وجودآمده است(Azizi and Moinevaziri, 2009)، ولی به سمت مرکز سهند، قرارگیری روانههای برشی در یک ارتفاع در دو طرف دره، این امکان را از بین می‌برد. این عدم تقارن میتواند در اثر وجود برجستگی قدیمی در دامنۀ جنوب غربی بوده 
باشد که مانع جریان روانۀ آذرآواری در این قسمت شده است.
شکل 11. توالی چینهشناختی درۀ کندوان، (مقیاس عمودی دقیق نیست)
در بعضی نقاط سهند قطعات سنگهای سرگردان در اندازه‌های مختلف (گاهی به قطر 10 متر) یافت میشوند که از نظر اندازه هیچ تناسبی با قطعات تشکیل‌دهندۀ رسوبات آبرفتی ندارند. این قلوههای بسیار بزرگ و گرد شده توسط یخچال‌های دورههای یخ‌بندان کواترنر از مرکز سهند به این نقطه حمل شدهاند. نهشتههای ریزشی که بنام نهشتههای ریزشی پامیسدار کندوان نام‌گذاری شدهاند، از نظر خصوصیات لیتولوژی خیلی شبیه روانههای ایگنیمبریتی است و تنها تفاوت آنها نحوۀ تشکیل آنهاست. زیرا ایگنیمبریت به‌صورت جریانی تشکیل شده و نواحی پست قدیمی را پر کرده و در برخی نقاط دیده نمیشود. درحالی‌که نهشتههای ریزشی با ضخامت کم‌وبیش یکنواخت پستی و بلندی‌ها را می‌پوشاند(شکل 11). بنابراین سطح فوقانی آن از توپوگرافی زمان خود تبعیت میکند. نهشتههای ریزشی چنان‌که از نامشان پیداست از فروریزش ستون فورانی که در اثر فعالیت انفجاری به وجود میآیند، تشکیل میشوند.
شکل 12. الف) ایگنیمبریت کندوان با منظرۀ کلهقندی که در اثر فرسایش ترجیحی حاصل شده است. در ارتفاعات اثر سفید رنگی مشاهده میشود که نهشتههای ریزشی کندوان هستند و در دامنه شمال شرقی رخنمون خوبی نشان نمیدهند (دید به‌طرف شمال شرقی)، ب) بمب سقوط کرده در نهشتههای ریزشی کندوان که از چندلایه ریزشی تشکیل شدهاند، این نهشتههای ریزشی با مرز مشخص از هم تفکیک میشوند و بیانگر فعالیتهای انفجاری با فواصل کم است، در این شکل یکی از نهشتههای ریزشی حالت جریانی نشان میدهد و میتوان آن را به‌عنوان ایگنیمبریت در نظر گرفت (دید به‌طرف جنوب غرب)، پ) درۀ کندوان به مرکز سهند (دید به‌طرف جنوب شرقی)، در دامنه دره روانههای برشی مشاهده میشود، ت) نهشتههای خیزابی کندوان که در زیر روانۀ برش کندوان قرار گرفته دارد
چینهشناسی نهشتههای آذرآواری درۀ صوفیچای
درۀ صوفیچای در جنوب تودۀ آتشفشانی سهند واقع است. در انتهای درۀ صوفیچای، به‌طرف مرکز سهند دو پهنۀ آذرآواری مشاهده میشود (شکل 13) که در زیر و روی گدازۀ آندزیتی با سن 10 میلیون سال (سن رادیومتری انجام شده توسط معین‌وزیری و امین‌سبحانی (1356) قرار دارند. نهشتۀ زیر گدازه، یک روانۀ لاهار و ایگنیمبریت است و لاهار از دور مانند روانۀ ایگنیمبریتی به نظر میرسد. لاهار مزبور با دگرشیبی برروی رسوبات کنگلومرا با میان لایههایی از ماسه و توفیت به سن میوسن قرار دارد. نهشتههای بالای گدازۀ آندزیتی یک روانۀ ایگنیمبریتی سفید رنگ است. این دو نهشتۀ آذرآواری با دور شدن از مرکز آتشفشان و به‌علت پایان پذیرفتن گدازۀ آندزیتی، بر روی هم قرار می‌گیرند. لاهار درۀ صوفیچای، با وسعت و پراکندگی زیاد تا نزدیکی مراغه پیش رفته است. حداکثر ضخامت این روانۀ آذرآواری در روستای صومعهسرا به 350 متر میرسد. از صومعهسرا به‌طرف مراغه از ضخامت لاهار کاسته شده و بر گسترش عرضی آن اضافه میشود(غیوری و معین‌وزیری، 1381).
شکل 13. توالی چینهشناختی درۀ صوفیچای، (از روستای یای شهر به‌طرف مرکز سهند). مقیاس عمودی دقیق نیست
در نزدیکی سد علویان در انتهای درۀ صوفیچای و حوالی روستای قشلاق (نزدیک مراغه) لاهار شکل یک روانۀ خاکستر آتشفشانی جوشخورده محتوی قلوههای گرد شده به خود میگیرد (شکل 14). قلوهها نسبت به زمینۀ خاکستر سختتر بوده و اندازۀ آنها به نیم متر میرسد. در خمیره و روی قلوههای گرد روانۀ خاکستر، قطعات ریز سنگهای آتشفشانی با ترکیبات مختلف (اغلب داسیتی) نیز یافت میشود. لاهارها مانند ایگنیمبریتها در شیبهای تند و نزدیک مراکز انتشار نازک لایه هستند درحالی‌که در پائین‌دست‌ها و چالههای قدیمی ضخیم لایه میشوند، همچنین لاهارها مانند روانههای ایگنیمبریتی به‌هنگام ورود به نواحی باز و هموار پخش میشوند و در نتیجه گسترش زیاد و ضخامت کمتر پیدا میکنند. لازم به ذکر است که در منطقه فقط در این روانه سانیدین مشاهده شده است.
شکل 14. نمای نزدیک از انتهای جنوبی لاهار درۀ صوفیچای با قلوههای همجنس در داخل آن
بحث
مدل رخسارهای
بررسيهاي صحرايي نهشتههاي مورد مطالعه نشان دهندۀ ويژگيهاي زير است:
- حجم زياد مواد آذرآواري نسبت به گدازه
- جور شدگي به‌نسبت خوب
- خرد شدگي شديد
- گستردگي بسیار زياد محصولات
اين ويژگيها نشان ميدهند كه فازهاي فوراني سازنده نهشتههاي مذكور، از نوع انفجاري بوده و بیشتر به سمت انواع پلینین تا فراتوپلینین سوق ميكنند. زيرا نهشتههاي ولكانین و به‌ویژه سورتزين، اغلب كمحجم بوده و گسترش كمي دارند(Sigurdsson et al., 2000). كاهش ضخامت لايهها و اندازه قطعات با افزايش فاصله از مركز احتمالي فوران و همچنین وجود پامیسهاي فراوان، فازهاي مورد نظر را در رده پلینین قرار ميدهد. مطالعۀ ستونهای فورانی و تطابق آنها با یکدیگر نشان داد، اگرچه شکلگیری ساختار چنین آتشفشانهایی نتیجۀ فوران انواع آذرآواریها و گدازههایی است که از دهانۀ اصلی خارج میشود، ولی نقش ریزش تودهای10 که حجم گستردهای از توالیهای اپیکلاستیک، به‌ویژه در رخسارههای میانی و دور را تشکیل میدهد، نباید از نظر دور داشت. بر اساس اطلاعات موجود، ستون رخسارهای آتشفشان سهند در شکل 15 نمایش داده شده است.
-رخساره مرکزی11: این بخش در گستره کالدرای آتشفشان سهند قرار گرفته و قطری حدود 10 کیلومتر دارد (شکل 15) و شامل برشهای گدازهای،گنبدها و تودههای نفوذی کمعمق و دگرسان شده است. برشهای گدازهای که شامل قطعات آندزیتی زاویهدار در یک زمینه از جنس گدازۀ داسیتی هستند، حجم زیادی از رخسارۀ مرکزی را به خود اختصاص داده و اثری از لایهبندی در آنها مشاهده نمیشود. بافت رخسارۀ مرکزی هر آتشفشان، انعکاسی از نحوۀ تشکیل آن و فرایندهای خاصی است که در آن رخساره اتفاق افتاده است(Sigurdsson et al., 2000). بافت برشی و خرد شده موجود در برشهای گدازهای رخسارۀ مرکزی آتشفشان سهند که جایه‌جایی زیادی را تحمل نکرده است، نشان از شکلگیری آن برشها در اثر انفجارهای قوی است، به‌طوری‌که این انفجارها سبب قطعه‌قطعه شدن سنگها و پر شدن فضای موجود در میان قطعات، توسط گدازههای فورانهای بعدی میشود. اندازۀ دانههای موجود در این مجموعه خرد شده، بیانگر قدرت انفجاری آن است(غیوری و معین‌وزیری، 1381). با توجه به اندازۀ قطعات موجود در برشهای کالدرای سهند که قطرشان در حدود سه تا هشت سانتیمتر است، میتوان گفت در هنگام تشکیل این برشها، شاید فورانهای انفجاری روی داده است. گردشدگی و جورشدگی در این قطعات بسیار ضعیف بوده و نشانۀ عدم تحرک آنها در زمان شکلگیری و پس از آن است. دگرسانی شدید در این قسمت و شکستگیهای فراوان سبب شده تا در طی زمان، حجم وسیعی از رسوبات در آن تشکیل شود و در نتیجه محیط مناسبی برای کشاورزی در رخسارۀ مرکزی آتشفشان سهند ایجاد شود.
شکل 15. مدل رخسارهای آتشفشان سهند بر اساس نقشۀ رخسارهای و ستونهای رسم شده
- رخسارۀ نزدیک12: در اطراف رخسارۀ مرکزی بجز در بخش شمالی، مناطق مرتفعی وجود دارد که پرشیب بوده و دور تا دور رخسارۀ مرکزی را احاطه کردهاند(شکل 15)، این دیوارههای مرتفع که توالی محصولات فورانی در آنها به‌خوبی دیده میشود، تحت عنوان رخسارۀ نزدیک معرفی میشوند. رخسارۀ بیان شده در نقاط مختلف آتشفشان سهند دارای ستبرای متفاوتی است، ولی در مجموع، ستبرای محصولات فورانی در این رخساره بیشترین مقدار را دارد(حدود 500 متر). حجم بسیار بالای محصولات فورانی در این رخساره سبب شده تا عوارض پیشین زمینشناسی (گودیها و تپهها)، به‌طور کامل توسط آنها پوشیده شود. در این رخساره، واحدهایی که جوشخوردگی ضعیفتری دارند به‌صورت برجستگیهای کمشیب و محصولات با جوشخوردگی بهتر به همراه گدازهها، دارای دیوارههای عمودیتر هستند(شکل 10). در این رخساره، حمل شدگی مواد آذرآواری در کمترین حد خود بوده و به همین دلیل، گردشدگی قطعات بسیار ضعیف است. به‌علت نزدیکی رخساره به محل خروج مواد، قطر قطعات تشکیل‌دهندۀ آذرآواریها نیز بیش از دیگر رخسارهها است. محصولات فورانی موجود در رخسارۀ نزدیک شامل آذرآواریهای خیزابی، ریزشی، جریانی و گدازهها میباشد که به‌صورت توالیهای متعدد دیده میشوند. با توجه به تغییر شیب توپوگرافی از شیب زیاد و دیوارۀ به‌طور کامل عمودی در رخسارۀ نزدیک، به ارتفاعاتی با شیب ملایم در رخسارۀ میانی و همچنین تغییر محسوس در مشخصات محصولات فورانی میتوان رخسارۀ نزدیک را از رخسارۀ میانی تفکیک کرد.
- رخسارۀ متوسط13: رخسارۀ متوسط در آتشفشان سهند وسیعترین بخش محصولات فورانی را به خود اختصاص داده و میان رخسارۀ نزدیک و دور آتشفشان قرار دارد(شکل 15). این رخساره توپوگرافی ملایمی داشته و تمامی رخنمونهای موجود در آن، ساختمان لایهای دارند(شکل 8). به‌گونه‌ای که در حال حاضر لایهها با شیبی کم (حدود شش درجه) به‌سوی بیرون کالدرا قرار دارند. ازآنجایی‌که حجم محصولات فورانی در رخسارۀ متوسط بسیار زیاد است، لذا فرورفتگیهای قبلی در این بخش به‌طورکلی توسط مواد آذرآواری پوشیده شدهاند. محصولات فورانی موجود در این بخش از آتشفشان سهند، بیشتر آذرآواریهای جریانی با حجم بالا و همچنین جریانات گدازه و نهشتههای خیزابی هستند. رخسارۀ متوسط، ساختمان چندان پیچیدهای ندارد و شامل لایههای متعدد آذرآواری و لاهار است که گاهی گدازه آنها را همراهی میکند(شکل 14). حجیمترین محصولات موجود در رخسارۀ متوسط را آذرآواریهای جریانی و لاهارها تشکیل میدهند. هرچندکه در مجموع، نهشتههای جریانی، ظاهری لایه‌لایه دارند، ولی هر یک از این لایهها معرف یک واحد فورانی است که به‌صورت یک جریان تک واحدی روی زمین جریان یافته و پس از توقف، مواد همراه خود را رسوب داده است. ستبرای محصولات فوق میان 30 تا 300 متر متغیر است و در بیشتر نقاط میتوان نهشتههای یاد شده را بر روی خیزابیهای قاعدهای مشاهده کرد(شکل 12). نهشتههای خیزابی قاعدهای موجود در رخسارۀ متوسط رنگ روشن دارند و در دامنۀ جنوبی سهند دارای ضخامت 100 متری میباشند. در این رخساره، نهشتههای آذرآواری جریانی چندین بار تکرار شدهاند و یکی از این نهشتهها، دارای مقادیر زیادی بمب است(شکل 12). این نهشته که از نوع آذرآواریهای جریانی دارای قطعات و خاکستر است، در انطباق لایهها به‌عنوان لایهای کلیدی به شمار میرود.
اندازۀ دانههای متشکله در انواع آذرآواریهای موجود در این رخساره در مجموع کوچکتر از رخسارۀ نزدیک است. جورشدگی قطعات در این رخساره ضعیف بوده و از نقطه نظر بافتشناسی، تراکم دانهها در آذرآواریهای جریانی بیشتر است. خردشدگی در مواد آذرآواری متشکلۀ رخسارۀ میانی متفاوت است. به این صورت که مواد آذرآواری خیزابی شدیدتر و آذرآواریهای جریانی کمتر تحت تأثیر خردشدگی قرار دارند. شاید بتوان شدت خردشدگی در این دو نوع محصول فورانی را در نحوۀ تشکیل آنها جستجو کرد، به‌طوری‌که در خیزابیها حمل مواد در یک محیط با گرانروی پایین و جریان آشفته صورت میگیرد و توسط گازها به جلو رانده میشده است. اما در جریانیها مواد در یک جریان مملو از قطعات سنگ، با گرانروی بالا منتقل می‌شدهاند. این رخساره در حقیقت تغییر تدریجی رخسارۀ نزدیک، به واسطۀ فاصله گرفتن از مرکز فوران است و قطعات موجود به دلیل دوری از آتشفشان، حمل و نقل بیشتری را تحمل کرده و همین بعد فاصله سبب شده تا قطعات تشکیل دهندۀ آن ریزتر شده و گردشدگی بیشتری نیز داشته باشند. این رخساره مرز تدریجی با رخسارۀ نزدیک و رخسارۀ دور دارد.
- رخسارۀ دور14: این رخساره در انتهای مخروط آتشفشان سهند قرار میگیرد و بیشترین گسترش را در بخشهای شرقی و غربی کالدرا دارد. در این رخساره، رسوبات بیشتر شامل محصولات فرسایشی و جابجا شدۀ رخسارههای دیگر هستند و به‌ندرت دنبالۀ مواد آذرآواری جریانی و لاهار نیز در آن قابل تشخیص است. توالی خاصی در این رخساره قابل تشخیص نیست و ستبرای آن نیز از دیگر رخسارهها کمتر میباشد و به‌سختی به 60 متر میرسد. کاهش ستبرا در این رخساره تدریجی بوده، تا آنجا که در نیمرخ، شکلی زبانه مانند پیدا میکند(شکل 15)، و روی رسوبات ائوسن قرار گرفته دارد. کاهش ستبرا در این رخساره همراه با نحوۀ شکلگیری آن سبب شده تا به‌شدت تحت تأثیر توپوگرافی پیش از رسوبگذاری واقع شود. تنوع ترکیب قطعات در این رخساره بسیار بالاست و از آنجا که حاصل فرسایش و حمل و نقل موادی است که از قبل وجود داشتهاند، گردشدگی و جورشدگی بهتری را نشان میدهد، ولی جوشخوردگی وجود ندارد. تراکم دانهها در این رخساره به نسبت بالا بوده و قطعات توسط زمینهای گلی به هم پیوستهاند. این رخساره از یک طرف به رخسارۀ متوسط، مرزی تدریجی دارد و از سوی دیگر و به‌سوی خارج از کالدرا ستبرایش کاهش یافته تا اینکه در انتها ناپدید میشود و همانگونه که پیش از این توضیح داده شد، شکل گوهمانند به خود میگیرد. با توجه به اطلاعات فوق به نظر میرسد که باید این محصولات را رسوبی دانست تا آنشفشانی، اما از آنجا که منشأ آتشفشانی دارند و در ارتباط تنگاتنگ با دیگر رخسارههای تشکیل شده هستند، به‌عنوان جزیی از رخسارههای موجود در این آتشفشان به شمار میآیند، هر چند که فرایندهای تشکیل دهندۀ این نهشتهها به‌گونه‌ای است که باید آنها را اپیکلاستیک نامید(Karaoglu and Helvaci, 2012).
نتیجه‌گیری
طبق مطالعات صحرایی جدید و بر اساس مدل رخسارهای ارائه شده در این تحقیق، میتوان ساختمان مجموعه آتشفشانی سهند را در چهار رخساره تفکیک کرد. رخسارۀ مرکزی در محل کالدرا واقع شده و شامل واحدهای سنگی برشهای گدازهای، گنبدها و تودههای نفوذی کمعمق و دگرسان شده میباشد. رخسارۀ نزدیک آتشفشان به‌صورت دیوارههای پرشیب و مرتفع در اطراف کالدرا گسترش پیدا کرده و ساختار چینهای را به‌خوبی نشان میدهد و در آن، توالیهای ستبر واحدهای آذرآواری ریزشی، خیزابی، جریانی و گدازه به‌صورت متناوب قرار می‌گیرند. رخسارۀ میانی با بیشترین گسترش، به‌طور عمده از مواد آذرآواری خیزابی، جریانی، گدازه و لایههای متعدد لاهار تشکیل شده است. رخسارۀ دور آتشفشان سهند، ستبرای کمی دارد و شامل رسوبات رودخانهای درشت دانهای است و در اثر تحرک دوباره محصولات اولیه آتشفشان و حمل آنها توسط رودخانهها به وجود آمدهاند. مطالعات رخسارهای نشان میدهد مجموعۀ آتشفشان سهند در اثر چندین فاز فورانی انفجاری ایجاد شده و برخی از آنها با دخالت آب همراه بوده و فاصله زمانی زیادی میان فورانها وجود نداشته است. اولین فوران آتشفشانی در سهند، بسیار انفجاری و با دخالت آب همراه هستند. به‌گونه‌ای که واکنش آب و ماگمای اسیدی در زیرسطح زمین، سبب انفجارهای عظیم فراتوماگماتیک شده و قطعاتی از سنگهای میزبان، به همراه خاکستر آتشفشانی و پامیس به هوا پرتاب و اولین محصولات سهند را ساخته‌اند. تشخیص این فاز فورانی، فقط با مطالعه رخساره متوسط امکانپذیر است، زیرا نهشتههای آذرآواری خیزابی قاعدهای که حاصل این فوران بوده‌اند، در این رخساره بهترین رخنمون‌ها را دارند. سپس فوران متوقف شده و عوامل فرسایشی باعث ایجاد گودی‌هایی در سطح نهشتههای خیزابی شدهاند. این عوارض در رخسارۀ متوسط قابل دیدن هستند. وقایع فورانی بعدی که مقدار بسیار زیادی نهشتههای آذرآواری جریانی را ایجاد کردهاند، با صعود مکرر ماگماهای آندزیتی و داسیتی، فورانهای پیدرپی، تشکیل گنبد‌های گدازهای و فروریزش گنبدها و گاه با خروج گدازه همراه هستند. آثار این وقایع در رخسارههای نزدیک و متوسط قابل مشاهده است. بعد از این، کالدرای سهند فرو می‌ریزد و فاز بعدی شامل فورانهای هم‌زمان و پس از تشکیل کالدرا بوده و با ایجاد آخرین نهشتههای آذراواری و گدازهها همراه هستند. آثار این فاز را در رخسارههای مرکزی، نزدیک و متوسط میتوان دید. پدیده‌های فرسایشی نیز، توده نفوذی مورد نظر را که فقط در محل رخسارۀ مرکزی قرار دارد، در سطح زمین نمایان کردهاند. در رخسارههای مرکزی، نزدیک و متوسط سهند آثاری از فعالیتهای گرمابی جدید یافت نمیشود و فقط در رخسارۀ دور، چشمۀ آبگرم وجود دارد (بستانآباد). برای اثبات ارتباط این چشمه با سهند، به مطالعات بیشتری نیاز است.
سپاسگزاری
از اساتید ارجمندم جناب آقای دکتر منصور وثوقی عابدینی و دکتر منصور قربانی که با حوصله و دلسوزی و ارایۀ نظرات و پیشنهادات و راهنماییهای ارزنده در انجام این پژوهش اینجانب را یاری رساندند، نهایت تشکر و قدردانی میشود.
منابع
آقانباتی، س.ع.، 1385. زمینشناسی ایران، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی ایران، تهران، 586. ##- بهروزی، امینی فضل، و امینی آذر.، 1374. نقشۀ زمینشناسی بستانآباد در مقیاس 1:100000، سازمان زمینشناسی کشور. ##- پیرمحمدی علیشاه، ف.، عامری، ع.، جهانگیری، ا.، مجتهدی، م. و کسکین، م.، 1392. پترولوژی و ژئوشیمی سنگهای آتشفشانی جنوب تبریز (آتشفشان سهند). پترولوژی 9،1،37-56. ##- پيرمحمدي عليشاه، ف.، 1390. پترولوژي، ژئوشيمي و پتروژنز سنگ‌هاي آتشفشاني شرق و جنوب شرق آتشفشان سهند با نگرشي ويژه بر سنگ‌هاي آذرآواري، پاياننامه دكتري، دانشگاه تبريز، 198. ##- خلیل مبرهن، ش.، 1390. آتشفشان شناسی، ژئوشیمی و پتروژنز آتشفشان بیدخوان واقع در جنوب بردسیر، رساله دکتری، استان کرمان، دانشگاه شهید باهنر کرمان، دانشکده علوم، 265. ##- عامل، ن.، 1386. پترولوژی و پتروژنز سنگهای ماگمایی پلیوکواترنری آذربایجان، شمال غرب ایران، پایان‌نامۀ دکتری، دانشگاه تبریز، ایران، 188. ##- غيوري، ن. و معين وزيري، ح.، 1381. مطالعۀ چينه‌شناسي، پتروگرافي و ژئوشيميايي افق‌هاي ايگنمبرينتي سهند، پاياننامه کارشناسي ارشد، دانشگاه تربيت معلم تهران،167. ##- قلمقاش، ج. و چهارلنگ، ر.، 1393. بررسی و مقایسۀ آتشفشان‌های میوسن-کواترنری در شمال باختر ایران، قفقاز کوچک و جنوب خاور آناتولی: ژئوشیمی، خاستگاه و جایگاه زمین‌ساختی. فصلنامه علمی-پژوهشی علوم زمین، 93(24)، 171-182. ##- معينوزيري، ح.، امينسبحاني، ا.، 1356. سهند از نظر ولکانولوژي و ولکانوسديمانتولوژي. چاپ دانشگاه تربيت معلم تهران، 59. ##- نبوي، م.، 1355. ديباچه‌اي بر زمينشناسي ايران، سازمان زمین‌شناسي و اكتشافات معدني كشور، 109. ## -Allen, M. B., Mark, D. F., Kheirkhah, M., Barfod, D., Emami, M. H. and Saville, C., 2011. 40Ar/39Ar dating of Quaternary lavas in northwest Iran: constraints on the landscape evolution and incision rates of the Turkish-Iranian plateau. Geophysical Journal International, 185,3,1175-1188. ##-Azizi, H. and Moinevaziri, H., 2009. Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. Journal of Geodynamics, 47,4,167-179. ##-Best, M. G., 1982. Igneous and Metamorphic Petrology. Freeman and Company, San Francisco, 630. ##-Dogan, A. M., Peate. D. W., Dogan, M., Yesilyurt-Yenice, F. I. and Unsal, O., 2013. Petrogenesis of mafic–silicic lavas at Mt. Erciyes, central Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 256, 16-28. ##-Karaoglu, O. and Helvaci, C., 2012. Growth, destruction and volcanic facies architecture of three volcanic centres in the Miocene Uşak–Güre basin, western Turkey: Subaqueous–subaerial volcanism in a lacustrine setting. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 245– 246, 1–20. ##-Kataoka, K. and Nakajo, T., 2002. Volcaniclastic resedimentation in distal fluvial basins induced by large-volume explosive volcanism: The Ebisutoge-Fukuda tephra, Plio-Pleistocene boundary, central Japan. Sedimentology, 49, 319-334. ##-Manassero, M., Zalba, P.E., Andreis, R.R. and Morosi, M. 2000. Petrology of continental pyroclastic and epiclastic sequences in the Chubut Group (Cretaceous): Los Altares-Las Plumas area, Chubut, Patagonia Argentina. Revista Geologica de Chile, 27, 13-26. ##-Martina, F., Davila, F.M. and Astini, R.A., 2006. Mio-Pliocene volcaniclastic deposits in the Famatina Runges, southern Central Andes: A case of volcanic controls on sedimentation in broken foreland basins. Sedimentary Geology, 186, 51-65. ##-Pike, R. J. and Clow, G. D., 1981. Revised classification of terrestrial volcanoes of topographic dimensions with new results on edifice volcano .US geological survey. Open file report,of 81-1038. ##-Santacroce, R., Cioni, R., Marianelli, P., Sbrana, A., Sulpizio, R., Zancheta, G., Donahue, D. J. and Joron, J. L., 2008. Age and whole rockglass compositions of proximal pyroclastics from the major explosive eruptionsof Summa-Vesuvius: A review as a tool for distal tephrostratigraphy, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 177, 1-18. ##-Sigurdsson, H., Houghton, B.F., Mc Nutt, S.R., Rymer, H. and Stix, J., 2000. Encyclopedia of volcanoes, Academic Press, 1417. ##-Smith, G. A. and Lowe, D. R., 1991. Lahars: volcano-hydrologic events and deposition in the debris-flow-hyperconcentrated flow continum in Fisher RV and Smith GA (eds) Sedimentation in Volcanic Settings. SEPM Special Publication, 45, 59-70. ##-Stocklin, J. and Setudenia, A., 1971. Stratigraphic lexicon of Iran. Geological survey of Iran, Tehran. tephrostratigraphy. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 177, 1-18. ##-Vessell, R. K. and Davis, D. K., 1981. Non- marine sedimentation in an active Fore-arc Basin. In: Recent and ancient non- marine depositional environments: models for exploration, F. G. Etheridge and R. M. Flores (Eds), SEPM Special Publication, 31, 31-45. ##-Williams, H. and Mc Birney, A. R., 1979. Volcanology. Freeman Cooper and Co, San Francisco, 397. ##-Wright, J. V., Smith, A, L. and Self, S., 1980. A working terminology of pyroclastic deposits. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 8, 315-336.##
Facies Studies and Formation Environment of Sahand Volcanic Complex (NW of Iran)
Farhad Pirmohammadi Alishah15,T, Ahmad Jahangiri 2
1. Assistant Professor, Department of Civil Engineering, Faculty of Engineering, Shabestar Branch, Islamic Azad University, Shabestar, Iran
2. Professor, Department of Geology, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz, Tabriz, Iran
Abstract
Sahand Volcanic Complex is located in the south of Tabriz and east of Lake Urmia and includes an alternation of lava, igneous materials and destructive sediments that have been affected by many folds and fractures. The volcano is relatively young in age (Miocene to Pliocene) and its structure is somewhat intact, so that studies of facial and volcanology have been carried out in the upper part of the complex, which has a good lateral continuity. Based on these studies, it was determined that the Sahand volcanic structure can be divided into four central facies, near facies, medium facies and distant facies. Facial studies show that the Sahand Volcano building was created by several explosive emergency phases, some of which were associated with water intrusion and that there was not much time between eruptions. Characteristics such as severe welding and discoloration of pyroclastic deposits show that these units have a high temperature at the time of formation and are formed on land. Overall, Sahand Volcanic eruptions have been more explosive than calm, which is why the number of pyroclastic deposits is much higher than lava flows. In the central, near and middle faces of Sahand, no traces of new tropical activities can be found, and only in the distant facies, there is a hot spring (Bostan Abad), which needs further study to prove the connection of these springs with the Sahand Volcano.
Key words: Volcanology, Volcanic Facies, Sahand, Flows, Pyroclastic Deposits.
[1] *نویسنده مرتبط: Petrofarhad@iaushab.ac.ir
[2] . Near vent or Central facies
[3] . Flank or Proximal facies
[4] . Distal or Alluvial facies
[5] . Core or Central
[6] . Proximal
[7] . Medial
[8] . Distal
[9] . Caldra
[10] . Mass Wasting
[11] . Central Facies
[12] . Proximal Facies
[13] . Medial Facies
[14] . Distal Facies
[15] TResponsible author:Petrofarhad@iaushab.ac.ir
